La automicrita es una micrita autóctona , es decir, un lodo carbonatado precipitado in situ (sin transporte) y formado por cristales de grano fino de calcita o aragonito de tamaño micrométrico . Precipita en el fondo marino o dentro de los sedimentos como un lodo autigénico gracias a procesos fisicoquímicos, microbianos, fotosintéticos y bioquímicos. Tiene tejidos peculiares y composición mineralógica y química uniforme. [1]
Los depósitos de automicrita se encuentran en diferentes ambientes, como lagos, marismas o zonas afóticas de vertientes y cuencas marinas. Sin embargo, el ambiente donde la automicrita es más común es en los montículos de lodo carbonatado, un tipo de plataforma carbonatada . En este tipo de plataforma carbonatada, común en el pasado geológico pero casi ausente en la actualidad, los depósitos de automicrita formaron estructuras de carbonato de muchas decenas a cientos de metros de relieve llamadas "montículos de lodo". Los montículos de lodo automicrítico parecieron formarse más fácilmente en áreas de baja tasa de sedimentación de sedimentos extracuencales siliciclásticos. [2]
Generalmente, la presencia de lodo en rocas sedimentarias es un indicador de condiciones de baja energía en un sistema deposicional, por lo que en condiciones de alta energía es casi imposible encontrar lodo. En cambio, la automicrita puede precipitar internamente en cavidades y poros de sedimentos debajo de la interfaz sedimento-agua, también en sedimentos que se forman en condiciones de alta energía. La automicrita también puede cristalizar en suspensión dentro de las cavidades y luego depositarse en el fondo de la cavidad. Generalmente, este proceso forma peloides , una especie de granos de carbonato producidos por automicrita. [3]
En las plataformas de carbonato actuales, la automicrita está compuesta por cristales de aragonita en forma de aguja que tienen una dimensión de 1 a 5 μm . En cambio, en las calizas antiguas la micrita está compuesta por cristales de calcita de tamaño μm. [3]
El conocimiento de los procesos de generación de automicritas permite realizar interpretaciones paleoambientales, por lo que puede convertirse en un buen instrumento para el análisis de cuencas . El lodo carbonatado o la micrita pueden originarse a través de varios procesos, incluida la precipitación abiótica de agua de mar altamente sobresaturada o la precipitación inducida por actividad microbiana. [4]
Hay dos tipos de micrita "inorgánica": [3]
- Micrita interna que precipita en el interior de las cavidades y poros intergranulares de los sedimentos. Es una micrita rellenadora de poros que presenta texturas peloidales o coaguladas, y cuando se encuentra en calizas puede demostrar que se produjo litificación marina.
- Micrita del fondo marino que precipita en la interfaz sedimento-agua.
La relación de equilibrio en el agua es:
Mediante un aumento de temperatura, una disminución de la presión o una disminución del pH , la pérdida de hace que la reacción se desplace hacia la izquierda. Mientras que debería precipitar espontáneamente a partir del agua de mar , que está sobresaturada con respecto al carbonato de calcio, la precipitación de calcita se inhibe por la presencia de Mg en el agua de mar y la cristalización de aragonito se inhibe por moléculas organofosfáticas. En los entornos modernos, el lodo carbonatado parece formarse espontáneamente en el agua de mar de las pescadillas. [3]
Las pescadillas son nubes de cristales de carbonato en suspensión (aragonito y calcita de magnesio) que hacen que el mar sea blanco. Este fenómeno es común en ambientes tropicales como el Gran Banco de Bahama . Algunos atribuyen la formación de merlán a la resuspensión de sedimentos carbonatados del fondo del mar por las olas. [4]
La precipitación de lodo carbonatado del agua de mar puede ser provocada por una actividad biológica como la fotosíntesis. De hecho, el metabolismo de algunos organismos elimina el CO 2 disuelto del agua de mar y promueve así la precipitación de carbonato. En los ambientes sedimentarios actuales, se sabe que la producción de lodo carbonatado por cianobacterias ocurre en ambientes pertidales (Bahamas, Bahía de Florida, Golfo Pérsico) y en lagos altamente salinos (Coorong, Australia; Lago Tanganica, África oriental). En este proceso es relevante el dominio de las cianobacterias filamentosas, de hecho los cristales de calcita formados dentro de los filamentos orgánicos de las cianobacterias se retienen después de la muerte del organismo y en consecuencia terminan en la formación de rocas de lodo carbonatado en capas, los estromatolitos . Las rocas micríticas del pasado geológico, por ejemplo, los estromatolitos del Triásico Tardío Hauptdolomit de los Alpes, pueden haber tenido un origen similar. En muchas calizas micríticas y peloidales del Jurásico, se han encontrado restos de esteras de cianobacterias cocoides bentónicas. [1]
Además, la reducción de sulfatos bacterianos puede promover la precipitación de lodos carbonatados del agua de mar. La reducción de sulfato bacteriano puede representarse mediante la reacción simplificada:
2CH + SO 4 2− → HCO 3 − + HS − + H 2 O
Este proceso tiene el potencial de promover la precipitación mediante la producción de iones de carbonato de hidrógeno , que son uno de los reactivos en la precipitación de carbonato del agua de mar.
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